General_geology_Ivanik_Menasova_Krochak (1)

181

горбистими рівнинами, є близькою за величиною до площі всього материка Північної Америки. Із 192 млн км2 площі ложа океану більше 140 млн км2 зайнято рельєфом абісальних горбів.

Там, де абісальні горби частково поховані під товщею донних відкладів, формуються хвилясті рівнини. У місцях, де вони повністю поховані під осадками, формуються рівнини акумулятивного вирівнювання – так звані плоскі абісальні рівнини, де потужність донних відкладів, як правило, перевищує 1 км. Таким чином, тип абісальної рівнини – це перш за все показник інтенсивності акумуляції донних відкладів. Саме через цю причину в місцях поширення відкладів, що характеризуються мінімальними швидкостями осадконакопичення – глибоководної червоної глини, радіолярієвих мулів – абісальні горби поширені повсюдно та покриті з поверхні осадками потужністю лише декілька десятків, максимум 200–300 м. Плоскі абісальні рівнини формуються в тих частинах океанічних улоговин, які прилягають безпосередньо до зовнішніх окраїн материків, де швидкість накопичення осадків вимірюється багатьма десятками міліметрів за 1000 років.

Серединно-океанічні хребти морфологічно являють собою лінійно орієнтовані підняття, що простягаються у вигляді суцільної ланки від Північного Льодовитого океану через Атлантичний та Індійський в простори Тихого океану. Основними ланками системи серединно-океанічних хребтів у Північному Льодовитому океані є хребти Гаккеля, Книповича, Мона, Кольнбейсей, в Атлантичному – Рейкьянес, Північнота ПівденноАтлантичний, Африкано-Антарктичний, в Індійському океані – ЗахідноІндійський, Аравійсько-Індійський, Центральноіндійський та АвстралоАнтарктичне підняття, у Тихому океані – Південно-Тихоокеанічне, СхідноТихоокеанічне підняття, хребти Горда та Хуан-де-Фука, Чилійське підняття та Галапагоська рифтова зона. Кожний із серединно-океанічних хребтів являє собою склепінне витягнуте підняття земної кори при ширині склепіння від декількох сотень до 1 500 км, найбільш інтенсивно і контрастно розчленовано в осьовій зоні шириною від декількох десятків до 200–250 км. Розмах вертикального розчленування в межах цієї зони в екстремальних випадках може сягати 7 км (наприклад, в екваторіальній частині Серединно-Атлантичного хребта). Різке розчленування поверхні в осьових зонах серединно-океанічних хребтів пов'язано з їхньою рифтовою структурою – тут виділяється ряд звичайно кулісоподібно розташованих рифтових долин та рифтових хребтів, що їх обрамляють. Перевищення гребенів рифтових хребтів над днищами рифтових долин не перевищує 2–3 км, але серединно-океанічні хребти розсічені зонами океанічних чи трансформних розломів, до яких приурочено глибокі (до 4–7 км) грабени, що являють собою глибокі частини ложа океану. З обох боків від рифтової, осьової зони простягаються флангові зони, що являють собою схили склепінного підняття. Ці зони характеризуються гірським рельєфом, але менш контрастним, ніж у рифтовій зоні. Місцями, в міру віддалення від

182

рифтової зони гірський рельєф флангів серединного хребта поступово переходить у рельєф абісальних горбів, характерний для ложа океану.

Рельєф окраїнних і внутрішніх морів

М. М. Страхів підрозділив морські водойми на два типи: 1) пласкі та 2) улоговинні.

Пласкі моря. До них відносяться мілководні Баренцево, Карське, Біле, Балтійське, Північне, Азовське та інші моря. Глибина їх не перевищує рівень кромки шельфу (150–200 м) Світового океану і лише в окремих місцях досягає 300 м та більше. Такі моря являють собою опущені під воду ділянки суши і тому називаються епіконтинентальними (з грецької – «епі» – на, після).

Улоговинні моря характерні для рухливих областей земної кори. Висока тектонічна активність виявляється в них і їх гірському оточенні в інтенсивних тектонічних рухах, землетрусах і інтенсивному вулканізмі. З окраїнних морів до них відносяться Берингове, Охотське, Японське, Південно-Китайське та ін., з внутрішніх – Середземне, Чорне та ін. У рельєфі улоговинних морів можна знайти ті ж основні елементи, що й в океанах, – область шельфу, континентальний схил, глибоководні улоговини. Їх глибина порядку 3–3,5 км, в окремих, місцях до 4–5 км.

Рух морської води.

Води Світового океану знаходяться в постійному русі. Ці рухи різноманітні по своїй природі. Вони поділяються на: 1) морські течії, 2) припливи і відливи, 3) хвильові рухи, 4) цунамі.

Морські течії переміщають величезні маси води на далекі відстані. Вони пов'язані з розходженнями густини морської води, що залежать від температури і солоності; з пануючими вітрами (пасатами і мусонами); з відцентровою силою обертання Землі (силою Каріоліса).

За глибиною виділяють морські течії поверхневі, глибинні і придонні, а по температурі – холодні і теплі.

До п о в е р х н е в и х теплих течій відносяться Гольфстрім, Бразильська, Куросиво і Східно-Австралійська, до холодних течій – Канарська, Бенгальська, Каліфорнійська, Перуанська (Гумбольтова). Основні течії помірних широт викликаються західними вітрами і є найбільш могутніми у Світовому океані. Їхня ширина до 1000км, глибина проникнення до 1000–1300 м.

Крім того, в океанах у високих широтах формуються г л и б и н н і течії. Холодні води, які характеризуються високою густиною, переважно під час льодоутворення, опускаються на глибину і рухаються в бік екватора (відповідно з Арктики і Антарктики).

характеризуються швидкістю 5–30 см/сек. Вони виробляють великугеологічну роботу на дні океану. Донні течій скаламучують мінеральні й

183

органогенні частки морських осадків та переміщають їх нерідко на великі відстані. Під їхнім впливом в осадках формуються косошаруваті текстури, асиметричні знаки брижів, механогліфи, визначається орієнтовка мінеральних зерен і включень органічного походження (граптоліти, белемніти тощо).

Припливи і відливи. Припливами і відливами називають періодичні коливання рівня моря чи океану, які зумовлені притяганням Місяці і Сонця. При цьому основну роль грає Місяць. Висота припливів у відкритому океані близько 1м, іноді більше, але вона значно зростає в області шельфу, в районі підводних хребтів, а особливо – у вузьких затоках, протоках і в окраїнних морях. Так, у затоці Фунді (північно-східне узбережжя Канади) висота припливу досягає 18м, у Пенжинській губі Охотського моря – 12,9м, у Кандалакшській губі Білого моря – понад

11м.

Хвильові рухи. Вони виникають на поверхні вод океанів і морів під впливом вітру. При цьому частки води переміщаються замкнутим и чи майже замкнутими круговими орбітами у вертикальній площині паралельно напрямку вітру.

Висота та довжина хвилі залежать від сили вітру. При силі вітру в 4 бали середня висота хвиль складає 2,1м, а при силі у 10 балів – збільшується до 10,2м. Відповідно збільшується і середня довжина хвиль з 51,0м до 195,0м. При сильних штормах висота хвиль може досягати 15–18м і більше. На мілководді швидкість і довжина хвилі зменшуються, але значно зростають висота і крутість, особливо її переднього схилу. У результаті хвиля перекидається й утворює прибій (прибійну хвилю).

Цунамі. Це гігантські хвилі, що виникають при сильних підводних землетрусах, а також при великих вибухових виверженнях вулканів і поширюються зі швидкістю до 500–700 км/год. На мілководді, внаслідок гальмування, здобувають значної висоти (до 25–30 м і більше) і можуть далеко проникати в сушу. З цунамі пов'язане скаламучування осадків, зсуви, виникнення каламутних потоків і великі руйнування на берегах.

Органічний світ морів і океанів.

Геологічна роль організмів у процесах, що протікають у Світовому океані, надзвичайно велика. Між водою й організмами відбувається активна взаємодія. Організми вибірково використовують різні мінеральні компоненти морської води (СаСОз, SiО2 та ін.) для побудови своїх скелетів, поглинають одні гази і виділяють інші, тим самим впливаючи на зміну хімічного складу морської води. Після відмирання організмів їх залишки накопичуються на дні океанів і морів та утворюють біогенні осадки або складають значну домішку до інших типів морських осадків.

За умовами і способом життя серед морських організмів виділяють: 1) нектонні (нектон); 2) планктонні (планктон); 3) бентосні (бентос).

184

Нектонні організми (вільно плаваючи) мають здатність до активного пересування у водному середовищі. До них відносяться риби, багато молюсків, водяні плазуни і ссавці.

Планктонні організми (з грецьк. «планктон» – блукаючі) не мають здатність самостійно пересуватися і все життя тримаються у воді в зваженому стані, пасивно переміщуючись під дією течій, хвиль. До планктонних організмів відносяться як зоопланктон (тваринні організми), так і фітопланктон (рослинні організми).

Серед зоопланктону найбільше значення в осадконакопиченні мають найпростіші одноклітинні організми – форамініфери з вапняною черепашкою і радіолярії з скелетом, що складається з кремнезему. До зоопланктону відносяться і пасивно плаваючи – птероподи (морські метелики) з вапняною черепашкою (рис. 13.7).

Форамініфери

Радіолярії

Птероподи

185

Рис.13.7. Живі планктонні представники зоопланктону (ліва колонка) та їх черепашки, що накопичуються у морських осадках (ліва колонка)

До фітопланктону відносяться багато водоростей, з яких велике значення в осадконакопиченні мають діатомові водорості з зовнішнім кременевим скелетом та коколітофориди з вапняним панциром, що складається з вапняних пластинок (коколітів). Особливо багато планктонних організмів у пелагічної області (з грецької – «пелагос» – відкрите море) на глибинах до 100 – 200 м (рис. 13.5).

Рис. 13.5. Скелети діатомових водоростей (ліворуч) та панцири коколітофорид (праворуч)

Бентосні організми (грецьк. «бентос» – глибина) живуть на дні моря і по способу пересування підрозділяються на рухливий і нерухомий (сидячий) бентос.

Рухливий бентос – морські їжаки, морські зірки, багато молюсків та інші. Частина таких організмів повзує поверхнею дна, чимала кількість заривається в пухкі осадки чи всвердлюється у скелі (свердлувальні організми). Багато організмів активно плавають у придонній частині, але нерідко ховаються під каменями чи лежать на дні і, отже, ведуть нектоннобентосний спосіб життя (деякі риби).

Нерухомий (сидячий) бентоси – організми, прикріплені до дна, – коралові поліпи, моховатки, губки, водорості та інші.

Більше всього заселена бентосними організмами область шельфу.

Руйнівна робота моря

Руйнування берегів та прибережної смуги морського дна відбувається під дією декількох факторів: 1) гідравлічного удару хвиль; 2) ударів численними уламками гірських порід, захоплених сильними хвилями; 3) хімічного впливу морської води на гірські породи. Руйнівна робота моря називається абразією. Найбільшої абразії зазнають скелясті береги. При сильних штормах сила ударів океанських хвиль може досягати 30–40 т/м2.

Гідравлічний удар морської хвилі в періоди штормів виявляє найбільшу силу в основі крутого скелястого берега. Особливо швидко руйнуються тріщинуваті гірські породи. Руйнівна дія хвиль у багато разів підсилюється

186

при наявності у воді уламків гірських порід. Спільні удари хвиль і уламків приводять до утворення в основі берегового схилу хвилеприбійної ніші, над якою гірські породи нависають у вигляді карнизу. Збільшення ніші веде до обвалення цього карнизу. Після обвалу беріг знову являє собою крутий обрив, який називається кліфом (з німецьк. «кліф» – обрив). Надалі процес повторюється. В результаті береговий обрив поступово відступає убік суші, залишаючи за собою слабо нахилену в бік моря підвідну

абразійну терасу – бенч (рис.13. 8).

Рис. 13.8. Схема послідовних стадій відступу берега: А Б, В – різні положення відступаючого берегового схилу, якій руйнується морем ; а1, а2, а3 – абразійні тераси, відповідні різним стадіям розвитку берега; А1, Б1, В1 – різні стадії розвитку підводних акумулятивних терас; П – пляж

Уламки гірських порід, знаходячись у постійному русі, дробляться й обкатуються, поступово перетворюючись у гальку, гравій, пісок. Саме безупинним рухом та тертям досягається гарна обкатаність морських гальок.

Між підводною абразійною терасою і береговим обривом виникає пляж – смуга, покрита галькою, гравієм та більш великими уламками – валунами і брилами. У ході розвитку берега ширина пляжу збільшується. Частина уламкового матеріалу виноситься за межі абразійної тераси та відкладається у вигляді підвідного осипу. Це початок утворення підводної акумулятивної тераси (рис.13.8, А1- В1).

Швидкість руйнації берегів і швидкість їх відступу залежать від ряду факторів, але насамперед від складу гірських порід.

Особливо легко руйнуються та швидко відступають берега, складені пухкими незцементованими чи слабко зцементованими породами (пісками, лесами, моренами тощо). Берега, складені кристалічними породами, руйнуються повільно.

Поперечне і подовжнє переміщення уламкового матеріалу й утворення прибережних акумулятивних форм.

Поперечне переміщення уламкового матеріалу відбувається, коли хвиля підходить до берегу по нормалі (рис. 13.9). При цьому галька та більш великий матеріал переміщуються до берега, а піщані частки зворотним струмом несуться вниз за схилом. Частки середніх розмірів пересуваються нагору і вниз на однакову відстань. У результаті такого поперечного (стосовно

187

берегової лінії) переміщення наносів при більш слабкому зворотному (у море) потоці в зоні прибою в межах пляжу формується береговий вал.

Крім берегових валів у мілководній частині моря при невеликих ухилах утворюються підвідні піщані вали.

Рис. 13.9. Поперечне переміщення наносів на пологому дні. Пісок переноситься на більші глибини, а галька викидається до берегу (пунктиром показаний первісний ухил дна)

Найбільш великими акумулятивними формами є бари – довгі вали морських піщано-гравійно-галькових (місцями черепашкових і піщаночерепашкових) наносів, які розташовані на дні або підняті над рівнем моря та протягаються на деякі відстані від берега паралельно його основному напрямку (рис. 13.10). Їх довжина іноді досягає декількох сотень кілометрів, ширина – 20-30км та висота – декількох десятків метрів. Бари часто відокремлюють великі ділянки моря від основної водойми. Ця відділена мілководна частина моря називається лагуною.

Рис. 13.10. Бари і лагуни; 1-підводні бари, 2-острівні бари, 3-берегові бари

У залежності від контурів берега і кута підходу хвиль утворюються різні акумулятивні форми. При надходженні берегових хвиль косо до берегу та вигині берегової смуги утворюються коси.

На прямолінійному відрізку берега спостерігається найбільша швидкість вздовж берегового переміщення насиченого потоку. Після вигину берега швидкість переміщення потоку падають. У результаті матеріал починає відкладатися у вигині та поступово висувається у море. Таким чином, коси можуть висуватися на багато кілометрів далеко в море і на глибини

188

десятків, а іноді і більше сотні метрів. Прикладом є Тендровська коса на Чорному морі, довжиною більше 90 км.

Іноді коси примикають до протилежного берега і тоді утворюється замкнута акумулятивна форма – пересип, що відділяє від моря лагуну.

Нагромадження осадків у різних біономічних зонах світового океану

Осадкоутворення в морях і океанах тісно пов'язано з надходженням осадового матеріалу з континенту. Найважливішою вихідною речовиною при цьому є продукти руйнування гірських порід на суші в результаті процесів вивітрювання, ерозії і дії інших екзогенних факторів. Цей матеріал у величезній кількості приноситься в океан і осаджується в різних його частинах.

У морях і океанах також є свої власні – біогенні джерела осадової речовини (близько 1,82 млрд. т/рік). Особливо велику роль у біогенному осадконакопиченні грають планктонні та деякі бентосні організми.

Процес осадконакопичення називають седиментацією, чи седиментогенезом (з лат. «седимент» – осадок).

По походженню і речовинному складу виділяють кілька типів морських осадків:

1.Теригенні, що утворилися за рахунок руйнування гірських порід суші і зносу їх у морські водойми.

2.Хемогенні, що осаджуються з морською води хімічним шляхом.

3.Біогенні (органогенні), що утворюються на дні моря в результаті скупчення залишків організмів.

4.Вулканогенні – із продуктів виверження надводних і підвідних вулканів.

5.Полігенні, що утворилися в результаті дії багатьох факторів. Співвідношення основних генетичних типів донних осадків та їх склад у

різних зонах моря неоднакові. Сучасне осадконакопичення визначають наступні основні фактори: 1) кліматична зональність; 2) вертикальна зональність, пов'язана з рельєфом і глибиною дна Світового океану; 3) циркумконтинентальна зональність (ступінь віддаленості від континенту).

У залежності від фізико-географічної обстановки, що визначає надходження осадового матеріалу і розвиток органічного життя, морські осадки прийняте підрозділяти на кілька груп:

1.Осадки прибережні – літоральні (з латинської мови – «литоралис» – беріг).

2.Осадки області шельфу – субліторальні. Цю область називають також неритової (за назвою молюска Nerita, що часто тут зустрічається).

3.Осадки материкового схилу і його підніжжя – батіальні (з грецької

–«батіс» – глибина).

4.Осадки ложа Світового океану – абісальні (з грецьк. – «абісос» – безодня).

Осадки прибережні, чи літоральні.

189

Ці осадки формуються в береговій смузі, що під час припливу покривається водою, а під час відливу осушується. У високих скелястих берегів при крутому ухилі поверхні накопичуються грубі осадки – великі брили, згладжені морською водою, добре обкатані галька і гравій, різнозернисті піски. При невеликих ухилах поверхні пляж і прилегла підвідна смуга складаються пісками різної зернистості – від крупно- і середньозернистих до дрібно- і тонкозернистих. У морях, що прилягають до рівнинної суші, при незначних ухилах поверхні (менш 0,5°) і пухких породах, що складають беріг, у результаті припливів і відливів на пляжі утворюються мулисті піски, алевритові і глинисті (пелітові) мули.

Плоскі глинисті узбережжя тропічних морів являють собою великі заболочені простори зі своєрідним комплексом рослин – мангровий ліс.

Осадки області шельфу, чи субліторальні (неритові).

Вобласті шельфу формуються різні типи осадків – теригенні, органогенні і хемогенні.

Теригенні осадки мають найбільше поширення, що обумовлено близькістю суші.

У високих берегів з великим ухилом поверхні дна відбувається механічна диференціація (поділ) осадового матеріалу по розміру. На пляжі й

уприлеглій підводній частини дна осаджується грубий матеріал – валуни, галька, нижче – пісок, а ще далі від берега крупно-алевритові мули, що поступово змінюються дрібно-алевритовими й алевритовими мулами континентального схилу.

Векваторіальній гумідній зоні, де великі ріки розмивають могутні кори вивітрювання і виносять в океан переважно глинисті частки (близько 90% всього твердого стоку), на дні утворяться широкі смуги глинистих осадків.

До особливої категорії відносяться льодові й айсбергові осадки, представлені матеріалом, захопленим льодовиками на суші, при їх русі до моря і розповсюджені у високих широтах.

Органогенні (біогенні) осадки. Для області шельфу особливо велике значення мають організми, що будують свої скелети і панцири з карбонатів – молюски, голкошкірі, бентосні форамініфери, водорості, корали тощо.

Органогенні карбонатні осадки представлені черепашниками

(ракушняками), пісками, кораловими рифами і продуктами їх руйнування. Черепашкові і піщані органогенні осадки поширені на шельфах морів і

океанів у вигляді окремих плям і смуг. У ряді місць зустрічаються піски з черепашкового детриту (з лат. «детритус» – стертий), форамініферові, водоростеві піски.

Коралові рифи поширені в тропічних зонах Світового океану. У розвитку коралових рифів відбувається послідовна зміна одного покоління поліпів іншими. У будові рифів беруть участь не тільки корали, але й вапняні водорості, моховатки, молюски, голкошкірі, форамініфери й інші організми з вапняними черепашками. Однак, кістяк рифу складають

190

корали і водорості. Рифи ростуть на глибинах до 80м в чистій, теплій і прозорій воді.

Серед рифів розрізняють три типа: берегові, бар'єрні та атоли. Берегові рифи розташовуються недалеко від берегової смуги, або примикають до неї, ширина – декілька сотень метрів, довжина – десятки кілометрів.

Бар'єрні рифи протягуються вздовж берегу, але відділені від нього лагуною. Найбільш протяжним є Великий Бар'єрний риф (більш 2000км) біля північносхідного узбережжя Австралії у Кораловому морі.

Атоли – представляють собою рифове кільце, яке ледь виступає над рівнем моря та складене рифовим детритом. Усередині кільця, зазвичай, розташована лагуна.

Хемогенні (хімічні) осадки. Серед хімічних осадків найбільше значення мають карбонатні. Особливо сприятливі умови для осадження СаСО3 створюються при досить високій температурі у мілководних зонах теплих внутрішніх і окраїнних морів, що примикають до низинних берегів. Вони утворюються також на "банках" (окремих мілинах), у лагунах бар'єрних рифів і атолів. Карбонат кальцію випадає у виді дрібних кульокоолітів, з яких в подальшому утворюються оолітові вапняки (Червоне і Каспійське моря), або у вигляді вапняного дрібнозернистого піску і мулу.

В зонах аридного клімату в напівзакритих морських басейнах відбувається утворення евапоритів – галіту та гіпсу. Для цього необхідно сполучення високого вмісту солі в морській воді і підвищене випаровування води.

Місцями, в межах шельфу і прилеглої частини континентального схилу зустрічаються фосфорити. Області їх поширення збігаються з місцями підйому до поверхні глибинних вод і з місцями змішення вод холодних і теплих течій.

Як бачимо, в області шельфу накопичується найбільша кількість теригенних осадків, відбувається їх механічний поділ (диференціація за розміром), утворюються досить потужні органогенні вапнякові осадки і також спостерігається хімічне осадження карбонатів, сполук заліза й інших речовин.

Осадки материкового схилу і його підніжжя (батіальні)

Материкові схили і їх підніжжя покриті переважно теригенними осадками, що формуються за рахунок надходження уламкового матеріалу з континентів. Вони представлені алевритовими, алеврито-глинистими і глинистими мулами, у меншому ступені пісками.

Мули умовно (по фарбуванню) поділяються на «синій», «червоний», і «зелений».

«Синій», або «темний», мул широко розповсюджений у помірних і холодних зонах і зустрічається на глибинах 200 – 3000м. Звичайно це синювато-чорний, сірий зі сталевим відтінком алеврито-глинистий і глинистий осадок, місцями з домішкою більш грубого піщаного матеріалу.